Главная » Двор и сад » Радиационный баланс земли и освещенность поверхности моря. Какая доля солнечного света поглощается поверхность земли Какая часть энергии солнца доходит до земли

Радиационный баланс земли и освещенность поверхности моря. Какая доля солнечного света поглощается поверхность земли Какая часть энергии солнца доходит до земли

Для определения основных и второстепенных факторов, влияющих на эффективность аккумулирования солнечной энергии солнечным соляным прудом, базовым модулем ряда систем и установок энергетики возобновляемых источников энергии (ВИЭ) , обратимся к рисунку 1 - где приведено параллельное и последовательное продвижение теплоты Солнца к горячему рассолу солнечного соляного пруда. А также происходящие изменения значений различных видов солнечного излучения и их суммарного значения на этом пути.

Рисунок 1 – Гистограмма изменения интенсивности солнечного излучения (энергии) на пути к горячему рассолу солнечного соляного пруда.

Для оценки эффективности активного использования различных видов солнечного излучения определимся с тем, какие из природных, техногенных и эксплуатационных факторов оказывают позитивное, а какие негативное влияние на концентрацию (увеличение поступления) солнечного излучения в пруд и аккумулирование его горячим рассолом.

Земля и атмосфера получают от Солнца в год 1,3∙1024 кал тепла. Оно измеряется интенсивностью, т.е. количеством лучистой энергии (в калориях), которое поступает от Солнца за единицу времени на площадь поверхности, перпендикулярную солнечным лучам.

Лучистая энергия Солнца доходит до Земли в виде прямой и рассеянной радиации, т.е. суммарной. Она поглощается земной поверхностью и превращается в тепло не полностью, часть её теряется в виде отраженной радиации.

Прямая и рассеянная (суммарная), отраженная и поглощенная радиация относятся к коротковолновой части спектра. Наряду с коротковолновой радиацией к земной поверхности поступает длинноволновое излучение атмосферы (встречное излучение), в свою очередь земная поверхность излучает длинноволновую радиацию (собственное излучение).

Прямое солнечное излучение относится к основному природному фактору поступления энергии к водной поверхности солнечного соляного пруда. Солнечная радиация, поступающая на деятельную поверхность в виде пучка параллельных лучей, исходящих непосредственно от диска Солнца, называется прямой солнечной радиацией. Прямая солнечная радиация относится к коротковолновой части спектра (с длинами волн от 0,17 до 4 мкм, фактически земной поверхности достигают лучи с длиной волны от 0,29 мкм)

Солнечный спектр можно разделить на три основных области:

Ультрафиолетовое излучение (- видимое излучение (0,4 мкм - инфракрасное излучение (> 0,7 мкм) - 46 % интенсивности. Ближняя инфракрасная область (0,7 мкм При длинах волн более 2,5 мкм слабое внеземное излучение интенсивно поглощается СО2 и водой, так что только небольшая часть этого диапазона солнечной энергии достигает поверхности Земли.

Дальний инфракрасный диапазон (> 12 мкм) солнечного излучения практически не поступает на Землю .

С точки зрения применения солнечной энергии на Земле следует учитывать только излучение в интервале длин волн 0,29 – 2,5 мкм/ Большая часть солнечной энергии за пределами атмосферы приходится на диапазон длин волн 0,2 – 4 мкм, а на поверхности Земли - на диапазон 0,29 – 2,5 мкм .

Проследим, как перераспределяются, в общем виде, потоки энергии, которую дает Земле Солнце. Возьмем 100 условных единиц солнечной мощности (1,36 кВт/м2), попадающей на Землю, и проследим за их путями в атмосфере. Один процент (13,6 Вт/м2), короткий ультрафиолет солнечного спектра, поглощается молекулами в экзосфере и термосфере, разогревая их. Ещё три процента (40,8 Вт/м2) ближнего ультрафиолета поглощаются озоном стратосферы. Инфракрасный хвост солнечного спектра (4 % или 54,4 Вт/м2) остается в верхних слоях тропосферы, содержащей пары воды (выше водяного пара практически нет).

Оставшиеся 92 доли солнечной энергии (1,25 кВт/м2) приходятся на «окно прозрачности» атмосферы 0,29 мкм Рассеянная в атмосфере световая мощность (всего 48 долей или 652,8 Вт/м2) частично поглощается ею (10 долей или 136 Вт/м2), а остальное распределяется между поверхностью Земли и космосом. В космическое пространство уходит больше, чем попадает на поверхность, 30 долей (408 Вт/м2) наверх, 8 долей (108,8 Вт/м2) вниз.

Это была описана общая, осредненная, картина перераспределения солнечной энергии в атмосфере Земли. Однако, она не позволяет решать частные задачи использования солнечной энергии для удовлетворения потребностей человека в конкретной зоне его проживания и трудовой деятельности и вот почему.

Атмосфера Земли лучше отражает косые солнечные лучи, поэтому часовая инсоляция на экваторе и в средних широтах намного больше чем в высоких.

Значениям высоты Солнца (возвышениям над горизонтом) 90, 30, 20, и 12 ⁰ (воздушная (оптическая) масса (m) атмосферы соответствует 1, 2, 3, и 5) при безоблачной атмосфере соответствует интенсивность около 900, 750, 600 и 400 Вт/м2 (при 42 ⁰ - m = 1,5, а при 15 ⁰ - m = 4). В действительности полная энергия падающего излучения превышает указанные значения, поскольку она включает не только прямую составляющую, но и рассеянную при воздушных массах 1, 2, 3 и 5 величина рассеянной составляющей интенсивности излучения на горизонтальную поверхность при этих условиях соответственно равна 110, 90, 70 и 50 Вт/м2 (с коэффициентом 0,3 – 0,7 для вертикальной плоскости, т. к. видна только половина неба). Кроме того, на участках небосклона близких к Солнцу, присутствует «околосолнечный ореол» в радиусе ≈ 5⁰.

Дневное количество солнечного излучения максимально не на экваторе, а вблизи 40 ⁰. Подобный факт также является следствием наклона земной оси к плоскости её орбиты. В период летнего солнцестояния Солнце в тропиках почти весь день находится над головой и продолжительность светового дня - 13,5 часов, больше чем на экваторе в день равноденствия. С повышением географической широты продолжительность дня возрастает, и хотя интенсивность солнечного излучения при этом уменьшается, максимальное значение дневной инсоляции приходится на широту около 40 ⁰ и остается почти постоянным (для условий безоблачного неба) вплоть до полярного круга.

С учетом облачности и загрязнений атмосферы промышленными отходами, характерных для многих стран мира, приведенные в таблице величины следует уменьшать, по крайней мере, вдвое. Например, для Англии 70 г. XX века, до начала борьбы за охрану окружающей среды, годовое количество солнечной радиации составляло лишь 900 кВт∙ч/м2 вместо 1700 кВт∙ч/м2.

Первые данные, о прозрачности атмосферы на Байкале были получены В.В. Буфалом в 1964г. Он показал, что значения прямой солнечной радиации над Байкалом в среднем на 13 % выше, чем в Иркутске. Средний спектральный коэффициент прозрачности атмосферы на Северном Байкале в летний период составляет для красного, зеленого и синего фильтров соответственно 0,949, 0,906, 0,883. В летний период атмосфера более неустойчива в оптическом отношении, чем зимой, и эта неустойчивость значительно меняется от дополуденных к послеполуденным часам. В зависимости от годового хода ослабления водяным паром и аэрозолями меняется и их вклад в общее ослабление солнечной радиации. В холодную часть года основную роль играют аэрозоли, в теплую - водяной пар. Байкальская котловина и озеро Байкал отличаются сравнительно высокой интегральной прозрачностью атмосферы. При оптической массе m = 2 средние значения коэффициента прозрачности колеблются от 0,73 (летом) до 0,83 (зимой) При этом межсуточные изменения интегральной прозрачности атмосферы велики, особенно в полуденные часы - от 0,67 до 0,77 . Аэрозоли существенно снижают поступление в акваторию пруда прямого солнечного излучения, причем они поглощают в основном излучение видимого спектра , с той длиной волны, которая беспрепятственно проходит пресный слой пруда, и это для аккумулирования прудом солнечной энергии имеет большое значения. (Слой воды толщиной 1 см практически непрозрачен для инфракрасного излучения с длиной волны более 1 мкм). Поэтому вода толщиной в несколько сантиметров используется как теплозащитный фильтр. Для стекла длинноволновая граница пропускания инфракрасного излучения составляет - 2,7 мкм.

Большое количество частиц пыли, беспрепятственно переносимое по степи также снижает прозрачность атмосферы.

Электромагнитное излучение испускают все нагретые тела, причем, чем холоднее тело, тем меньше интенсивность излучения и тем дальше в длинноволновую область смещен максимум его спектра. Существует очень простое соотношение [ = 0,2898 см∙град. (закон Вина)], с помощью которого легко установить, где находится максимум излучения тела с температурой (⁰К). Например, человеческое тело, имеющее температуру 37 + 273 = 310 ⁰К, испускает инфракрасные лучи с максимумом вблизи значения = 9,3 мкм . А стенки, например, гелиосушилки, с температурой 90 ⁰С будут испускать инфракрасные лучи с максимумом вблизи значения = 8 мкм. Видимое солнечное излучение (0,4 мкм В свое время большим прогрессом явился переход от электрической лампы накаливания с угольной нитью к современной лампе с вольфрамовой нитью. Все дело в том, что угольную нить можно довести до температуры 2100 ⁰К, а вольфрамовую - до 2500 ⁰К. Почему эти 400 ⁰К так важны? Все дело в том, что цель лампы накаливания - не греть, а давать свет. Следовательно, надо добиться такого положения, чтобы максимум кривой приходился на видимое изучение. Идеалом было бы располагать такой нитью, которая выдерживала бы температуру поверхности Солнца. Но даже переход с 2100 до 2500 ⁰К повышает долю энергии, приходящейся на видимое излучение, от 0,5 до 1,6 % .

Инфракрасные лучи, исходящие от тела, нагретого всего до 60 – 70 ⁰С, каждый может почувствовать, поднося ладонь снизу (для устранения тепловой конвекции). Приход прямого солнечного излучения в акваторию пруда соответствует его приходу на горизонтальную поверхность облучения. При этом, изложенное выше показывает, неопределенность количественной характеристики прихода в конкретный момент времени, как сезонного, так и суточного. Постоянной характеристикой является только высота Солнца (оптическая масса атмосферы).

Аккумулирование же солнечного излучения земной поверхностью и прудом существенно различаются.

Естественные поверхности Земли обладают различной отражательной (поглощательной) способностью. Так, темные поверхности (чернозем, болота торфяные) имеют низкое значение альбедо около 10 %. (Альбедо поверхности - это отношение потока излучения, отраженного этой поверхностью в окружающее пространство, к потоку, упавшему на неё).

Светлые поверхности (белый песок) обладают большим альбедо, 35 – 40 %. Альбедо поверхностей с травяным покровом колеблются в пределах 15 – 25 %. Альбедо крон лиственного леса летом равно 14 – 17 %, хвойного леса - 12 – 15 %. Альбедо поверхности уменьшается с увеличением высоты Солнца.

Альбедо же водных поверхностей заключается в пределах 3 – 45 %, в зависимости от высоты Солнца и степени волнения.

При спокойной водной поверхности альбедо зависит только от высоты Солнца (рисунок 2).

Рисунок 2 – Зависимость коэффициента отражения солнечного излучения для спокойной водной поверхности от высоты Солнца.

Вступление солнечного излучения и прохождение его через слой воды имеет свои особенности.

В общем виде оптические свойства воды (её растворов) в видимой области солнечного излучения представлены на рисунке 3.

Рисунок 3 – Оптические свойства воды (её растворов) в видимой области солнечного излучения

На плоской границе двух сред воздух - вода наблюдаются явления отражения и преломления света.

При отражении света луч падающий, луч отраженный и перпендикуляр к отражающей поверхности, восстановленный в точке падения луча, лежат в одной плоскости, и угол отражения равен углу падения. В случае преломления падающий луч, перпендикуляр, восстановленный в точке падения луча к границе раздела двух сред, и преломленный луч лежат в одной плоскости. Угол падения и угол преломления (рисунок 4) связаны /, где - абсолютный показатель преломления второй среды, - первой. Поскольку для воздуха, то формула примет вид

Рисунок 4 – Преломление лучей при переходе из воздуха в воду

Когда лучи идут из воздуха в воду, то они приближаются к «перпендикуляру падения»; например, луч, падающий на воду под углом к перпендикуляру к поверхности воды, вступает в неё уже под углом, который меньше, чем (рис 4,а). Но когда падающий луч, скользя по поверхности воды, падает на водную поверхность почти под прямым углом к перпендикуляру, например, под углом 89 ⁰ и менее, то он вступает в воду под углом, меньшем чем прямой, а именно под углом всего 48,5 ⁰. Под большим углом к перпендикуляру, чем 48,5 ⁰, луч вступить в воду не может: это для воды «предельный» угол (рисунок 4,б).

Следовательно, лучи, падающие на воду под всевозможными углами, сжимаются под водой в довольно тесный конус с углом раствора 48,5 ⁰ + 48,5 ⁰ = 97 ⁰ (рис 4,в). Кроме того преломление воды зависит от её температуры, однако изменения эти столь не значительны что не могут представлять интереса для инженерной практики, по рассматриваемой теме.

Проследим теперь за ходом лучей, идущих обратно (из точки Р) - из воды в воздух (рисунок 5). По законам оптики, пути будут те же самые, и все лучи, заключенные в упомянутом 97-градусном конусе, выйдут в воздух под различными углами, распределяясь по всему 180-градусному пространству над водой. Подводные лучи, находящиеся вне упомянутого угла (97-градусного) не выйдут из-под воды, а отразятся целиком от её поверхности, как от зеркала.

Рисунок 5 – Преломление лучей при переходе из воды в воздух

Если существует только отраженный луч, преломленный луч отсутствует (явление полного внутреннего отражения).

Всякий подводный луч, встречающий поверхность воды под углом, большим «предельного» (т.е. большим 48,5 ⁰), не преломляется, а отражается: он претерпевает «полное внутреннее отражение». Отражение называется в данном случае полным потому, что здесь отражаются все падающие лучи, между тем как даже самое лучшее зеркало из полированного серебра отражает только часть падающих на него лучей, остальную же поглощает. Вода при указанных условиях является идеальным зеркалом. В данном случае речь идет о видимом свете. Вообще говоря, показатель преломления воды, как и других веществ, зависит от длины волны (это явление называется дисперсией). Как следствие этого предельный угол, при котором наступает полное внутреннее отражение, не один и тот же для разных длин волн, но для видимого света при отражении на границе вода - воздух этот угол изменяется меньше чем на 1⁰ .

Благодаря тому, что под большим углом к перпендикуляру, чем 48,5⁰, солнечный луч вступить в воду не может: это для воды «предельный» угол (рисунок 4,б), то водная масса, во всем диапазоне значений высоты Солнца изменяется не столь незначительно, чем воздушная - она всегда меньше.

Однако, поскольку, плотность воды в 800 раз больше плотности воздуха, то поглощение солнечного излучения водой будет меняться существенно. Кроме того, если световое излучение проходит сквозь прозрачную среду, то спектр такого света обладает некоторыми особенностями. Определенные линии в нем сильно ослаблены, т. е. волны соответствующей длины сильно поглощаются рассматриваемой средой. Такие спектры называются спектрами поглощения. Вид спектра поглощения зависит от рассматриваемого вещества.

Поскольку раствор солей солнечного соляного пруда может содержать различные концентрации хлористых натрия и магния и их отношения, то однозначно говорить о спектрах поглощения нет смысла. Хотя исследований и данных по этому вопросу предостаточно.

Так, например, исследованиями, проведенными в СССР (Ю. Усмановым) по выявлению коэффициента пропускания излучения различных длин волн для воды и раствора хлористого магния различной концентрации получены следующие результаты (рисунок 6). А Б. Дж. Бринквортом показана графическая зависимость поглощения солнечной радиации и монохроматическая плотность потока солнечной радиации (излучения) в зависимости от длин волн (рисунок 7).

Следовательно, количественное поступление прямого солнечного излучения к горячему рассолу пруда, после вступления в воду, будет зависеть: от монохроматической плотности потока солнечной радиации (излучения); от высоты Солнца. А также от альбедо поверхности пруда, от чистоты верхнего слоя солнечного соляного пруда, состоящего из пресной воды, с толщиной обычно 0,1 – 0,3 м, где подавить перемешивание не удается, состава, концентрации и толщины раствора в градиентном слое (изолирующем слое с увеличивающейся книзу концентрацией рассола), от чистоты воды и рассола.

Из рисунков 6 и 7 следует, что вода обладает наибольшей пропускной способностью в видимой области солнечного спектра. Это является очень благоприятным фактором для прохождения солнечной радиации через верхний пресный слой солнечного соляного пруда.

Список Литературы

1 Осадчий Г.Б. Солнечная энергия, её производные и технологии их использования (Введение в энергетику ВИЭ) / Г.Б. Осадчий. Омск: ИПК Макшеевой Е.А., 2010. 572 с.
2 Твайделл Дж. Возобновляемые источники энергии / Дж. Твайделл, А. Уэйр. М.: Энергоатомиздат, 1990. 392 с.
3 Даффи Дж. А. Тепловые процессы с использованием солнечной энергии / Дж. А. Даффи, У. А. Бекман. М.: Мир, 1977. 420 с.
4 Климатические ресурсы Байкала и его бассейна /Н. П. Ладейщиков, Новосибирск, Наука, 1976, 318с.
5 Пикин С. А. Жидкие кристаллы/ С. А. Пикин, Л. М. Блинов. М.: Наука, 1982. 208 с.
6 Китайгородский А. И. Физика для всех: Фотоны и ядра/ А. И. Китайгородский. М.: Наука, 1984. 208 с.
7 Кухлинг Х. Справочник по физике. / Х. Кухлинг. М.: Мир, 1982. 520 с.
8 Енохович А. С. Справочник по физике и технике/ А. С. Енохович. М.: Просвещение, 1989. 223 с.
9 Перельман Я. И. Занимательная физика. Книга 2 / Я. И. Перельман. М.: Наука, 1986. 272 с.

Лучистая энергия Солнца - практически единственный источник тепла для поверхности Земли и ее атмосферы. Радиация, поступающая от звезд и Луны, в 30?10 6 раз меньше, чем солнечная радиация. Поток тепла из глубин Земли к поверхности в 5000 раз меньше тепла, получаемого от Солнца.

Часть солнечной радиации представляет собой видимый свет. Тем самым Солнце является для Земли источником не только тепла, но и света, важного для жизни на нашей планете.

Лучистая энергия Солнца превращается в тепло частично в самой атмосфере, но главным образом на земной поверхности, где она идет на нагревание верхних слоев почвы и воды, а от них – и воздуха. Нагретая земная поверхность и нагретая атмосфера в свою очередь излучают невидимую инфракрасную радиацию. Отдавая радиацию в мировое пространство, земная поверхность и атмосфера охлаждаются.

Опыт показывает, что средние годовые температуры земной поверхности и атмосферы в любой точке Земли мало меняются от года к году. Если рассматривать температурные условия на Земле за длительные многолетние промежутки времени, то можно принять гипотезу, что Земля находится в тепловом равновесии: приход тепла от Солнца уравновешивается его потерей в космическое пространство. Но так как Земля (с атмосферой) получает тепло, поглощая солнечную радиацию, и теряет тепло путем собственного излучения, то гипотеза о тепловом равновесии означает одновременно, что Земля находится и в лучистом равновесии: приток коротковолновой радиации к ней уравновешивается отдачей длинноволновой радиации в мировое пространство.

Прямая солнечная радиация

Радиацию, приходящую к земной поверхности непосредственно от диска Солнца, называют прямой солнечной радиацией . Солнечная радиация распространяется от Солнца по всем направлениям. Но расстояние от Земли до Солнца так велико, что прямая радиация падает на любую поверхность на Земле в виде пучка параллельных лучей, исходящего как бы из бесконечности. Даже весь земной шар в целом так мал в сравнении с расстоянием до Солнца, что всю солнечную радиацию, падающую на него, без заметной погрешности можно считать пучком параллельных лучей.

Легко понять, что максимально возможное в данных условиях количество радиации получает единица площади, расположенная перпендикулярно к солнечным лучам. На единицу горизонтальной площади придется меньшее количество лучистой энергии. Основное уравнение расчета прямой солнечной радиации производится по углу падения солнечных лучей, точнее, по высоте стояния Солнца (h ): S" = S · sinh ; где S" – солнечная радиация, поступающая на горизонтальную поверхность, S – прямая солнечная радиация при параллельных лучах.

Поток прямой солнечной радиации на горизонтальную поверхность называют инсоляцией.

Изменения солнечной радиации в атмосфере и на земной поверхности

Около 30% падающей на Землю прямой солнечной радиации отражается назад в космическое пространство. Остальные 70% поступают в атмосферу. Проходя сквозь атмосферу, солнечная радиация частично рассеивается атмосферными газами и аэрозолями и переходит в особую форму рассеянной радиации. Частично прямая солнечная радиация поглощается атмосферными газами и примесями и переходит в теплоту, т.е. идет на нагревание атмосферы.

Нерассеянная и непоглощенная в атмосфере прямая солнечная радиация достигает земной поверхности. Небольшая ее доля отражается от нее, а большая часть радиации поглощается земной поверхностью, в результате чего земная поверхность нагревается. Часть рассеянной радиации также достигает земной поверхности, частично от нее отражается и частично ею поглощается. Другая часть рассеянной радиации уходит вверх, в межпланетное пространство.

В результате поглощения и рассеяния радиации в атмосфере прямая радиация, дошедшая до земной поверхности, отличается от той, которая пришла на границу атмосферы. Поток солнечной радиации уменьшается, и спектральный состав ее изменяется, так как лучи разных длин волн поглощаются и рассеиваются в атмосфере по-разному.

В лучшем случае, т.е. при наиболее высоком стоянии Солнца и при достаточной чистоте воздуха, можно наблюдать на поверхности Земли поток прямой радиации около 1,05 кВт/м 2 . В горах на высотах 4–5 км наблюдались потоки радиации до 1,2 кВт/м 2 и более. По мере приближения Солнца к горизонту и увеличения толщи воздуха, проходимой солнечными лучами, поток прямой радиации все более убывает.

В атмосфере поглощается около 23% прямой солнечной радиации. Причем поглощение это избирательное: разные газы поглощают радиацию в разных участках спектра и в разной степени.

Азот поглощает радиацию только очень малых длин волн в ультрафиолетовой части спектра. Энергия солнечной радиации в этом участке спектра совершенно ничтожна, поэтому поглощение азотом практически не отражается на потоке солнечной радиации. В несколько большей степени, но все же очень мало поглощает солнечную радиацию кислород – в двух узких участках видимой части спектра и в ультрафиолетовой его части.

Более сильным поглотителем солнечной радиации является озон. Он поглощает ультрафиоле-товую и видимую солнечную радиацию. Несмотря на то, что его содержание в воздухе очень мало, он настолько сильно поглощает ультрафиолетовую радиацию в верхних слоях атмосферы, что в солнечном спектре у земной поверхности волны короче 0,29 мкм вообще не наблюдаются. Общее поглощение солнечной радиации озоном достигает 3% прямой солнечной радиации.

Сильно поглощает радиацию в инфракрасной области спектра диоксид углерода (углекислый газ), но его содержание в атмосфере пока мало, поэтому поглощение им прямой солнечной радиации в общем невелико. Из газов основным поглотителем радиации в атмосфере является водяной пар, сосредоточенный в тропосфере и особенно в нижней ее части. Из общего потока солнечной радиации водяной пар поглощает радиацию в интервалах длин волн, находящихся в видимой и ближней инфракрасной областях спектра. Поглощают солнечную радиацию также облака и атмосферные примеси, т.е. аэрозольные частицы, взвешенные в атмосфере. В целом на поглощение водяным паром и на аэрозольное поглощение приходится около 15%, а 5% поглощаются облаками.

В каждом отдельном месте поглощение изменяется с течением времени в зависимости как от переменного содержания в воздухе поглощающих субстанций, главным образом водяного пара, облаков и пыли, так и от высоты Солнца над горизонтом, т.е. от толщины слоя воздуха, проходимого лучами на пути к Земле.

Прямая солнечная радиация на пути сквозь атмосферу ослабляется не только поглощением, но и путем рассеяния, причем ослабляется более значительно. Рассеяние – это фундаментальное физическое явление взаимодействия света с веществом. Оно может происходить на всех длинах волн электромагнитного спектра в зависимости от отношения размера рассеивающих частиц к длине волны падающего излучения, При рассеянии частица, находящаяся на пути распростра-нения электромагнитной волны, непрерывно «извлекает» энергию из падающей волны и переизлучает ее по всем направлениям. Таким образом, частицу можно рассматривать как точечный источник рассеянной энергии. Рассеянием называется преобразование части прямой солнечной радиации, которая до рассеяния распространяется в виде параллельных лучей в определенном направлении, в радиацию, идущую по всем направлениям. Рассеяние происходит в оптически неоднородном атмосферном воздухе, содержащем мельчайшие частицы жидких и твердых примесей – капли, кристаллы, мельчайшие аэрозоли, т.е. в среде, где показатель преломления изменяется от точки к точке. Но оптически неоднородной средой является и чистый, свободный от примесей воздух, так как в нем вследствие теплового движения молекул постоянно возникают сгущения и разрежения, колебания плотности. Встречаясь с молекулами и примесями в атмосфере, солнечные лучи теряют прямолинейное направление распространения, рассеиваются. Радиация распространяется от рассеивающих частиц таким образом, как если бы они сами были излучателями.

По законам рассеивания, в частности, по закону Релея, спектральный состав рассеянной радиации отличается от спектрального состава прямой. Закон Релея гласит, что рассеивание лучей обратно пропорционально 4-й степени длины волны:

S ? = 32? 3 (m -1) / 3n? 4

где S ? – коэфф. рассеивания; m – коэффициент преломления в газе; n – число молекул в единице объема; ? – длина волны.

Около 26% энергии общего потока солнечной радиации превращается в атмосфере в рассеянную радиацию. Около 2/3 рассеянной радиации приходит затем к земной поверхности. Но это будет уже особый вид радиации, существенно отличный от прямой радиации. Во-первых, рассеянная радиация приходит к земной поверхности не от солнечного диска, а от всего небесного свода. Поэтому необходимо измерять ее поток на горизонтальную поверхность. Она также измеряется в Вт/м 2 (или кВт/м 2).

Во-вторых, рассеянная радиация отлична от прямой по спектральному составу, так как лучи различных длин волн рассеиваются в разной степени. В спектре рассеянной радиации соотноше-ние энергии разных длин волн по сравнению со спектром прямой радиации изменено в пользу более коротковолновых лучей. Чем меньше размеры рассеивающих частиц, тем сильнее рассеиваются коротковолновые лучи в сравнении с длинноволновыми.

Явления, связанные с рассеянием радиации

С рассеянием радиации связаны такие явления, как голубой цвет неба, сумерки и заря, а также видимость. Голубой цвет неба – это цвет самого воздуха, обусловленный рассеянием в нем сол-нечных лучей. Воздух прозрачен в тонком слое, как прозрачна в тонком слое вода. Но в мощной толще атмосферы воздух имеет голубой цвет подобно тому, как вода уже в сравнительно малой толще (несколько метров) имеет зеленоватый цвет. Так как молекулярное рассеяние света происходит обратно пропорционально? 4 , то в спектре рассеянного света, посылаемого небесным сводом, максимум энергии смещен на голубой цвет. С высотой, по мере уменьшения плотности воздуха, т.е. количества рассеивающих частиц, цвет неба становится темнее и переходит в густо-синий, а в стратосфере – в черно-фиолетовый. Чем больше в воздухе примесей более крупных размеров, чем молекулы воздуха, тем больше доля длинноволновых лучей в спектре солнечной радиации и тем белесоватее становится окраска небесного свода. Когда диаметр частиц тумана, облаков и аэрозолей становится более 1–2 мкм, то лучи всех длин волн уже не рассеиваются, а одинаково диффузно отражаются; поэтому отдаленные предметы при тумане и пыльной мгле заволакиваются уже не голубой, а белой или серой завесой. Поэтому же облака, на которые падает солнечный (т.е. белый) свет, кажутся белыми.

Рассеяние солнечной радиации в атмосфере имеет огромное практическое значение, так как создает рассеянный свет в дневное время. В отсутствие атмосферы на Земле было бы светло только там, куда попадали бы прямые солнечные лучи или солнечные лучи, отраженные земной поверхностью и предметами на ней. Вследствие же рассеянного света вся атмосфера днем служит источником освещения: днем светло также и там, куда солнечные лучи непосредственно не падают, и даже тогда, когда солнце скрыто облаками.

После захода Солнца вечером темнота наступает не сразу. Небо, особенно в той части горизонта, где зашло Солнце, остается светлым и посылает к земной поверхности постепенно убывающую рассеянную радиацию. Аналогично утром еще до восхода Солнца небо светлеет больше всего в стороне восхода и посылает к земле рассеянный свет. Это явление неполной темноты носит название сумерек – вечерних и утренних. Причиной его является освещение Солнцем, находящимся под горизонтом, высоких слоев атмосферы и рассеяние ими солнечного света.

Так называемые астрономические сумерки продолжаются вечером до тех пор, пока Солнце не зайдет за горизонт на 18 о; к этому моменту становится настолько темно, что различимы самые слабые звезды. Астрономические утренние сумерки начинаются с момента, когда солнце имеет такое же положение под горизонтом. Первая часть вечерних астрономических сумерек или последняя часть утренних, когда солнце находится под горизонтом не ниже 8°, носит название гражданских сумерек. Продолжительность астрономических сумерек изменяется в зависимости от широты и времени года. В средних широтах она от 1,5 до 2 ч, в тропиках меньше, на экваторе немногим дольше одного часа.

В высоких широтах летом солнце может не опускаться под горизонт вовсе или опускаться очень неглубоко. Если солнце опускается под горизонт менее чем на 18 о, то полной темноты вообще не наступает и вечерние сумерки сливаются с утренними. Это явление называют белыми ночами.

Сумерки сопровождаются красивыми, иногда очень эффектными изменениями окраски небесного свода в стороне Солнца. Эти изменения начинаются еще до захода и продолжаются после восхода Солнца. Они имеют довольно закономерный характер и носят название зари. Характерные цвета зари – пурпурный и желтый. Но интенсивность и разнообразие цветовых оттенков зари изменяются в широких пределах в зависимости от содержания аэрозольных примесей в воздухе. Разнообразны и тона освещения облаков в сумерках.

В части небосвода, противоположной солнцу, наблюдается противо-заря, также со сменой цветовых тонов, с преобладанием пурпурных и пурпурно-фиолетовых. После захода Солнца в этой части небосвода появляется тень Земли: все более растущий в высоту и в стороны серовато-голубой сегмент. Явления зари объясняются рассеянием света мельчайшими частицами атмосферных аэрозолей и дифракцией света на более крупных частицах.

Отдаленные предметы видны хуже, чем близкие, и не только потому, что уменьшаются их видимые размеры. Даже и очень большие предметы на том или ином расстоянии от наблюдателя становятся плохо различимыми вследствие мутности атмосферы, сквозь которую они видны. Эта мутность обусловлена рассеянием света в атмосфере. Понятно, что она увеличивается при возрастании аэрозольных примесей в воздухе.

Для многих практических целей очень важно знать, на каком расстоянии перестают различаться очертания предметов за воздушной завесой. Расстояние, на котором в атмосфере перестают различаться очертания предметов, называется дальностью видимости, или просто видимостью. Дальность видимости чаще всего определяется на глаз по определенным, заранее выбранным объектам (темным на фоне неба), расстояние до которых известно. Имеется также и ряд фотометрических приборов для определения видимости.

В очень чистом воздухе, например арктического происхождения, дальность видимости может достигать сотен километров, так как ослабление света от предметов в таком воздухе происходит за счет рассеяния преимущественно на молекулах воздуха. В воздухе, содержащем много пыли или продуктов конденсации, дальность видимости может понижаться до нескольких километров и даже метров. Так, при слабом тумане дальность видимости составляет 500–1000 м, а при сильном тумане или сильной песчаной бурс может снижаться до десятков и даже нескольких метров.

Суммарная радиация, отражение солнечной радиации, поглощенная радиация, ФАР, альбедо Земли

Всю солнечную радиацию, приходящую к земной поверхности – прямую и рассеянную – называют суммарной радиацией. Таким образом, суммарная радиация

Q = S * sin h + D ,

где S – энергетическая освещенность прямой радиацией,

D – энергетическая освещенность рассеянной радиацией,

h – высота стояния Солнца.

При безоблачном небе суммарная радиация имеет суточный ход с максимумом около полудня и годовой ход с максимумом летом. Частичная облачность, не закрывающая солнечный диск, увеличивает суммарную радиацию по сравнению с безоблачным небом; полная облачность, напротив, ее уменьшает. В среднем облачность уменьшает суммарную радиацию. Поэтому летом приход суммарной радиации в дополуденные часы в среднем больше, чем в послеполуденные. По той же причине в первую половину года он больше, чем во вторую.

С.П. Хромов и А.М. Петросянц приводят полуденные значения суммарной радиации в летние месяцы под Москвой при безоблачном небе: в среднем 0,78 кВт/м 2 , при Солнце и облаках – 0,80, при сплошной облачности – 0,26 кВт/м 2 .

Падая на земную поверхность, суммарная радиация в большей своей части поглощается в верхнем тонком слое почвы или в более толстом слое воды и переходит в тепло, а частично отражается. Величина отражения солнечной радиации земной поверхностью зависит от характера этой поверхности. Отношение количества отраженной радиации к общему количеству радиации, падающей на данную поверхность, называется альбедо поверхности. Это отношение выражается в процентах.

Итак, из общего потока суммарной радиации (S sin h + D ) от земной поверхности отражается часть его (S · sin h + D )А, где А – альбедо поверхности. Остальная часть суммарной радиации (S · sin h + D ) (1 – А ) поглощается земной поверхностью и идет на нагревание верхних слоев почвы и воды. Эту часть называют поглощенной радиацией.

Альбедо поверхности почвы меняется в пределах 10–30%; у влажного чернозема оно снижается до 5%, а у сухого светлого песка может повышаться до 40%. С возрастанием влажности почвы альбедо снижается. Альбедо растительного покрова – леса, луга, поля – составляет 10–25%. Альбедо поверхности свежевыпавшего снега – 80–90%, давно лежащего снега – около 50% и ниже. Альбедо гладкой водной поверхности для прямой радиации меняется от нескольких процентов (если Солнце высоко) до 70% (если низко); оно зависит также от волнения. Для рассеянной радиации альбедо водных поверхностей равно 5–10%. В среднем альбедо поверхности Мирового океана составляет 5–20%. Альбедо верхней поверхности облаков – от нескольких процентов до 70–80% в зависимости от типа и мощности облачного покрова – в среднем 50–60% (С.П. Хромов, М.А. Петросянц, 2004).

Приведенные цифры относятся к отражению солнечной радиации не только видимой, но и во всем ее спектре. Фотометрическими средствами измеряют альбедо только для видимой радиации, которое, конечно, может несколько отличаться от альбедо для всего потока радиации.

Преобладающая часть радиации, отраженной земной поверхностью и верхней поверхностью облаков, уходит за пределы атмосферы в мировое пространство. Также уходит в мировое пространство часть (около одной трети) рассеянной радиации.

Отношение уходящей в космос отраженной и рассеянной солнечной радиации к общему количеству солнечной радиации, поступающей к атмосфере, носит название планетарного альбедо Земли, или простоальбедо Земли .

В целом планетарное альбедо Земли оценивается в 31%. Основную часть планетарного альбедо Земли составляет отражение солнечной радиации облаками.

Часть прямой и отраженной радиации участвует в процессе фотосинтеза растений, поэтому ее называютфотосинтетически активной радиацией (ФАР). ФАР – часть коротковолновой радиации (от 380 до 710 нм), наиболее активная в отношении фотосинтеза и продукционного процесса растений, представлена как прямой, так и рассеянной радиацией.

Растения способны потреблять прямую солнечную радиацию и отраженную от небесных и земных объектов в области длин волн от 380 до 710 нм. Поток фотосинтетически активной радиации составляет примерно половину солнечного потока, т.е. половину суммарной радиации, причем практически вне зависимости от метеоусловий и местоположения. Хотя, если для условий Европы характерно именно значение 0,5, то для условий Израиля оно несколько больше (около 0,52). Однако нельзя сказать, что растения одинаково используют ФАР на протяжении своей жизни и в различных условиях. Эффективность использования ФАР различна, поэтому были предложены показатели «коэффициент использования ФАР», который отражает эффективность использования ФАР и «КПД фитоценозов». КПД фитоценозов характеризует фотосинтетическую активность растительного покрова. Этот параметр нашел наиболее широкое применение у лесоводов для оценки лесных фитоценозов.

Необходимо подчеркнуть, что растения сами способны формировать ФАР в растительном покрове. Это достигается благодаря расположению листьев по направлению к солнечным лучам, поворотам листьев, распределением листьев разного размера и угла наклона на разных уровнях фитоценозов, т.е. с помощью так называемой архитектуры растительного покрова. В растительном покрове солнечные лучи многократно преломляются, отражаются от листовой поверхности, тем самым формируя свой внутренний радиационный режим.

Рассеянная внутри растительного покрова радиация имеет такое же фотосинтетическое значение, как и поступающая на поверхность растительного покрова прямая и рассеянная.

Излучение земной поверхности

Верхние слои почвы и воды, снежный покров и растительность сами излучают длинноволновую радиацию; эту земную радиацию чаще называют собственным излучением земной поверхности.

Собственное излучение можно рассчитать, зная абсолютную температуру земной поверхности. По закону Стефана – Больцмана, принимая во внимание, что Земля не абсолютно черное тело и вводя поэтому коэффициент? (обычно равный 0,95), излучение земли Е определяют по формуле

Е s = ??Т 4 ,

где? – постоянная Стефана – Больцмана, Т – температура, К.

При 288 К, Е s = 3,73 10 2 Вт/м 2 . Столь большая отдача радиации с земной поверхности приводила бы к быстрому ее охлаждению, если бы этому не препятствовал обратный процесс - поглощение солнечной и атмосферной радиации земной поверхностью. Абсолютные температуры земной поверхности заключаются между 190 и 350 К. При таких температурах испускаемая радиация практически имеет длины волн в пределах 4–120 мкм, а максимум ее энергии приходится на 10–15 мкм. Следовательно, вся эта радиация инфракрасная, не воспринимаемая глазом.

Встречное излучение или противоизлучение

Атмосфера нагревается, поглощая как солнечную радиацию (хотя в сравнительно небольшой доле, около 15% всего ее количества, приходящего к Земле), так и собственное излучение земной поверхности. Кроме того, она получает тепло от земной поверхности путем теплопроводности, а также при конденсации водяного пара, испарившегося с земной поверхности. Нагретая атмосфера излучает сама. Так же как и земная поверхность, она излучает невидимую инфракрасную радиацию примерно в том же диапазоне длин волн.

Большая часть (70%) атмосферной радиации приходит к земной поверхности, остальная часть уходит в мировое пространство. Атмосферную радиацию, приходящую к земной поверхности, называют встречным излучением Е а, так как оно направлено навстречу собственному излучению земной поверхности. Земная поверхность поглощает встречное излучение почти целиком (на 95–99%). Таким образом, встречное излучение является для земной поверхности важным источником тепла в дополнение к поглощенной солнечной радиации. Встречное излучение возрастает с увеличением облачности, поскольку облака сами сильно излучают.

Основной субстанцией в атмосфере, поглощающей земное излучение и посылающей встречное излучение, является водяной пар. Он поглощает инфракрасную радиацию в большой области спектра – от 4,5 до 80 мкм, за исключением интервала между 8,5 и 12 мкм.

Оксид углерода (углекислота) сильно поглощает инфракрасную радиацию, но лишь в узкой области спектра; озон – слабее и также в узкой области спектра. Правда, поглощение углекислотой и озоном приходится на волны, энергия которых в спектре земного излучения близка к максимуму (7–15 мкм).

Встречное излучение всегда несколько меньше земного. Поэтому земная поверхность теряет тепло за счет положительной разности между собственным и встречным излучением. Разность между собственным излучением земной поверхности и встречным излучением атмосферы называют эффективным излучениемЕ е:

Е е = Е s – E a .

Эффективное излучение представляет собой чистую потерю лучистой энергии, а следовательно, и тепла с земной поверхности ночью. Собственное излучение можно определить по закону Стефана–Больцмана, зная температуру земной поверхности, а встречное излучение вычислить по приведенной выше формуле.

Эффективное излучение в ясные ночи составляет около 0,07–0,10 кВт/м 2 на равнинных станциях умеренных широт и до 0,14 кВт/м 2 на высокогорных станциях (где встречное излучение меньше). С возрастанием облачности, увеличивающей встречное излучение, эффективное излучение убывает. В облачную погоду оно гораздо меньше, чем в ясную; следовательно, меньше и ночное охлаждение земной поверхности.

Эффективное излучение, конечно, существует и в дневные часы. Но днем оно перекрывается или частично компенсируется поглощенной солнечной радиацией. Поэтому земная поверхность днем теплее, чем ночью, но и эффективное излучение днем больше.

В среднем земная поверхность в средних широтах теряет через эффективное излучение примерно половину того количества тепла, которое она получает от поглощенной радиации.

Поглощая земное излучение и посылая встречное излучение к земной поверхности, атмосфера тем самым уменьшает охлаждение последней в ночное время суток. Днем же она мало препятствует нагреванию земной поверхности солнечной радиацией. Это влияние атмосферы на тепловой режим земной поверхности носит название тепличного, или парникового, эффекта вследствие внешней аналогии с действием стекол теплицы.

Радиационный баланс земной поверхности

Разность между поглощенной радиацией и эффективным излучением называют радиационным балансом земной поверхности:

В =(S sinh + D )(1 – А ) – Е е.

В ночные часы, когда суммарная радиация отсутствует, отрицательный радиационный баланс равен эффективному излучению.

Радиационный баланс переходит от ночных отрицательных значений к дневным положительным после восхода Солнца при высоте его 10–15°. От положительных значений к отрицательным он переходит перед заходом Солнца при той же его высоте над горизонтом. При наличии снежного покрова радиационный баланс переходит к положительным значениям только при высоте Солнца около 20–25 о, так как при большом альбедо снега поглощение им суммарной радиации мало. Днем радиационный баланс растет с увеличением высоты Солнца и убывает с ее уменьшением.

Средние полуденные значения радиационного баланса в Москве летом при ясном небе, приво-димые С.П. Хромовым и М.А. Петросянцем (2004), составляют около 0,51 кВт/м 2 , зимой только 0,03 кВт/м 2 , при средних условиях облачности летом около 0,3 кВт/м 2 , а зимой близки к нулю.

Солнце излучает огромное количество энергии - приблизительно 1,1x1020 кВтч в секунду. Киловатт-час - это количество энергии, необходимое для работы лампочки накаливания мощностью 100 ватт в течение 10 часов. Внешние слои атмосферы Земли перехватывают приблизительно одну миллионную часть энергии, излучаемой Солнцем, или приблизительно 1500 квадрильонов (1,5 x 1018) кВт·ч ежегодно. Однако из-за отражения, рассеивания и поглощения ее атмосферными газами и аэрозолями только 47% всей энергии, или приблизительно 700 квадрильонов (7 x 1017) кВт·ч, достигает поверхности Земли.

Солнечное излучение в атмосфере Земли делится на так называемое прямое излучение и на рассеянное на частицах воздуха, пыли, воды, и т.п., содержащихся в атмосфере. Их сумма образует суммарное солнечное излучение. Количество энергии, падающей на единицу площади в единицу времени, зависит от ряда факторов:

широты
местного климата сезона года
угла наклона поверхности по отношению к Солнцу.

Время и географическое положение

Количество солнечной энергии, падающей на поверхность Земли, изменяется вследствие движения Солнца. Эти изменения зависят от времени суток и времени года. Обычно в полдень на Землю попадает больше солнечной радиации, чем рано утром или поздно вечером. В полдень Солнце находится высоко над горизонтом, и длина пути прохождения лучей Солнца через атмосферу Земли сокращается. Следовательно, меньше солнечной радиации рассеивается и поглощается, а значит больше достигает поверхности.

Количество солнечной энергии, достигающей поверхности Земли, отличается от среднегодового значения: в зимнее время - менее чем на 0,8 кВт·ч/м2 в день на Севере Европы и более чем на 4 кВт·ч /м2 в день в летнее время в этом же регионе. Различие уменьшается по мере приближения к экватору.

Количество солнечной энергии зависит и от географического месторасположения участка: чем ближе к экватору, тем оно больше. Например, среднегодовое суммарное солнечное излучение, падающее на горизонтальную поверхность, составляет: в Центральной Европе, Средней Азии и Канаде - приблизительно 1000 кВт·ч/м2; в Средиземноморье - приблизительно 1700 кВт·ч /м2; в большинстве пустынных регионов Африки, Ближнего Востока и Австралии - приблизительно 2200 кВт·ч/м2.

Таким образом, количество солнечной радиации существенно различается в зависимости от времени года и географического положения (см. таблицу). Этот фактор необходимо учитывать при использовании солнечной энергии.

	Южная Европа	Центральная Европа	Северная Европа	Карибский регион
Январь	2,6	1,7	0,8	5,1
Февраль	3,9	3,2	1,5	5,6
Март	4,6	3,6	2,6	6,0
Апрель	5,9	4,7	3,4	6,2
Май	6,3	5,3	4,2	6,1
Июнь	6,9	5,9	5,0	5,9
Июль	7,5	6,0	4,4	6,0
Август	6,6	5,3	4,0	6,1
Сентябрь	5,5	4,4	3,3	5,7
Октябрь	4,5	3,3	2,1	5,3
Ноябрь	3,0	2,1	1,2	5,1
Декабрь	2,7	1,7	0,8	4,8
ГОД	5,0	3,9	2,8	5,7

Влияние облаков на солнечную энергию

Количество солнечной радиации, достигающее поверхности Земли, зависит от различных атмосферных явлений и от положения Солнца как в течение дня, так и в течение года. Облака - основное атмосферное явление, определяющее количество солнечной радиации, достигающей поверхности Земли. В любой точке Земли солнечная радиация, достигающая поверхности Земли, уменьшается с увеличением облачности. Следовательно, страны с преобладающей облачной погодой получают меньше солнечной радиации, чем пустыни, где погода в основном безоблачная.

На формирование облаков оказывает влияние наличие таких особенностей местного рельефа, как горы, моря и океаны, а также большие озера. Поэтому количество солнечной радиации, полученной в этих областях и прилегающих к ним регионах, может отличаться. Например, горы могут получить меньше солнечного излучения, чем прилегающие предгорья и равнины. Ветры, дующие в сторону гор, вынуждают часть воздуха подниматься и, охлаждая влагу, находящуюся в воздухе, формируют облака. Количество солнечной радиации в прибрежных районах также может отличаться от показателей, зафиксированных в областях, расположенных внутри континента.

Количество солнечной энергии, поступающей в течение дня, в значительной степени зависит от местных атмосферных явлений. В полдень при ясном небе суммарное солнечное

излучение, попадающее на горизонтальную поверхность, может достигнуть (например, в Центральной Европе) значения в 1000 Вт/м2 (при очень благоприятных погодных условиях этот показатель может быть выше), в то время, как при очень облачной погоде - ниже 100 Вт/м2 даже в полдень.

Влияние загрязнения атмосферы на солнечную энергию

Антропогенные и природные явления также могут ограничивать количество солнечной радиации, достигающей поверхности Земли. Городской смог, дым от лесных пожаров и переносимый по воздуху пепел, образовавшийся в результате вулканической деятельности, снижают возможность использования солнечной энергии, увеличивая рассеивание и поглощение солнечной радиации. То есть, эти факторы в большей степени влияют на прямое солнечное излучение, чем на суммарное. При сильном загрязнении воздуха, например, при смоге, прямое излучение уменьшается на 40%, а суммарное - лишь на 15-25%. Сильное вулканическое извержение может понизить, причем на большой территории поверхности Земли, прямое солнечное излучение на 20%, а суммарное - на 10% на период от 6 месяцев до 2 лет. При уменьшении количества вулканического пепла в атмосфере эффект ослабевает, но процесс полного восстановления может занять несколько лет.

Потенциал солнечной энергии

Солнце обеспечивает нас в 10 000 раз большим количеством бесплатной энергии, чем фактически используется во всем мире. Только на мировом коммерческом рынке покупается и продается чуть меньше 85 триллионов (8,5 x 1013) кВт·ч энергии в год. Поскольку невозможно проследить за всем процессом в целом, нельзя с уверенностью сказать, сколько некоммерческой энергии потребляют люди (например, сколько древесины и удобрения собирается и сжигается, какое количество воды используется для производства механической или электрической энергии). Некоторые эксперты считают, что такая некоммерческая энергия составляет одну пятую часть всей используемой энергии. Но даже если это так, то общая энергия, потребляемая человечеством в течение года, составляет только приблизительно одну семитысячную часть солнечной энергии, попадающей на поверхность Земли в тот же период.

В развитых странах, например, в США, потребление энергии составляет примерно 25 триллионов (2.5 x 1013) кВт·ч в год, что соответствует более чем 260 кВт·ч на человека в день. Данный показатель является эквивалентом ежедневной работы более чем ста лампочек накаливания мощностью 100 Вт в течение целого дня. Среднестатистический гражданин США потребляет в 33 раза больше энергии, чем житель Индии, в 13 раз больше, чем китаец, в два с половиной раза больше, чем японец и вдвое больше, чем швед.

Количество солнечной энергии, попадающей на поверхность Земли, во много раз превышает ее расход даже в таких странах как США, где энергопотребление огромно. Если бы только 1% территории страны был использован для установки солнечного оборудования (фотоэлектрические батареи или солнечные системы для горячего водоснабжения), работающего с КПД 10%, то США были бы полностью обеспечены энергией. То же самое можно сказать и в отношении всех других развитых стран. Однако, в определенном смысле, это нереально - во-первых, из-за высокой стоимости фотоэлектрических систем, во-вторых, невозможно охватить такие большие территории солнечным оборудованием, не нанося вред экосистеме. Но сам принцип является верным.

Можно охватить ту же самую территорию, рассредоточив установки на крышах зданий, на домах, по обочинам, на заранее определенных участках земли и т.д. К тому же, во многих странах уже более 1% земли отведено под добычу, преобразование, производство и транспортировку энергии. И, поскольку большая часть этой энергии является не возобновляемой в масштабе существования человечества, этот вид производства энергии намного более вреден для окружающей среды, чем солнечные системы.

) , обратимся к рисунку 1 - где приведено параллельное и последовательное продвижение теплоты Солнца к горячему рассолу солнечного соляного пруда. А также происходящие изменения значений различных видов солнечного излучения и их суммарного значения на этом пути.

Земля и атмосфера получают от Солнца в год 1,3∙10 24 кал тепла. Оно измеряется интенсивностью, т.е. количеством лучистой энергии (в калориях), которое поступает от Солнца за единицу времени на площадь поверхности, перпендикулярную солнечным лучам.

Прямая и рассеянная (суммарная), отраженная и поглощенная радиация относятся к коротковолновой части спектра. Наряду с коротковолновой радиацией к земной поверхности поступает длинноволновое атмосферы (встречное ), в свою очередь земная поверхность излучает длинноволновую радиацию (собственное ).

Прямое солнечное излучение относится к основному природному фактору поступления энергии к водной поверхности солнечного соляного пруда.

Солнечная радиация, поступающая на деятельную поверхность в виде пучка параллельных лучей, исходящих непосредственно от диска Солнца, называется прямой солнечной радиацией.

Прямая солнечная радиация относится к коротковолновой части спектра (с длинами волн от 0,17 до 4 мкм, фактически земной поверхности достигают лучи с длиной волны от 0,29 мкм)

Солнечный спектр можно разделить на три основных области:

Ультрафиолетовое излучение (λ< 0,4 мкм) - 9 % интенсивности.

Коротковолновая ультрафиолетовая области (λ< 0,29 мкм) практически полностью отсутствует на уровне моря вследствие поглощения О 2 , О 3 , О, N 2 и их ионами.

Ближний ультрафиолет диапазон (0,29 мкм <λ < 0,4 мкм) достигает Земли малой долей излучения, но вполне достаточной для загара;

Видимое излучение (0,4 мкм < λ < 0,7 мкм) - 45 % интенсивности.

Видимое излучение чистая атмосфера пропускает практически полностью, и она становится «окном», открытым для прохода на Землю этого вида солнечной энергии. Наличие аэрозолей и загрязнений атмосферы могут быть причинами значительного поглощения излучения этого спектра;

Инфракрасное излучение (λ> 0,7 мкм) - 46 % интенсивности. Ближняя инфракрасная область (0,7 мкм < < 2,5 мкм). На этот диапазон спектра приходится почти половина интенсивности солнечного излучения. Более 20 % солнечной энергии поглощается в атмосфере, в основном парами воды и СО 2 (диоксидом углерода). Концентрация СО 2 в атмосфере относительно постоянна и составляет 0,03 %, а концентрация паров воды меняется очень сильно - почти до 4 %.

При длинах волн более 2,5 мкм слабое внеземное излучение интенсивно поглощается СО 2 и водой, так что только небольшая часть этого диапазона солнечной энергии достигает поверхности Земли.

Дальний инфракрасный диапазон (λ> 12 мкм) солнечного излучения практически не поступает на Землю .

С точки зрения применения солнечной энергии на Земле следует учитывать только излучение в интервале длин волн 0,29 – 2,5 мкм

Большая часть солнечной энергии за пределами атмосферы приходится на диапазон длин волн 0,2 – 4 мкм, а на поверхности Земли - на диапазон 0,29 – 2,5 мкм .

Проследим, как перераспределяются, в общем виде , потоки энергии, которую дает Земле Солнце. Возьмем 100 условных единиц солнечной мощности (1,36 кВт/м 2), попадающей на Землю, и проследим за их путями в атмосфере. Один процент (13,6 Вт/м 2), короткий ультрафиолет солнечного спектра, поглощается молекулами в экзосфере и термосфере, разогревая их. Ещё три процента (40,8 Вт/м 2) ближнего ультрафиолета поглощаются озоном стратосферы. Инфракрасный хвост солнечного спектра (4 % или 54,4 Вт/м 2) остается в верхних слоях тропосферы, содержащей пары воды (выше водяного пара практически нет).

Оставшиеся 92 доли солнечной энергии (1,25 кВт/м 2) приходятся на «окно прозрачности» атмосферы 0,29 мкм < < 2,5 мкм. Они проникают в плотные приземные слои воздуха. Значительная часть их (45 единиц или 612 Вт/м 2), преимущественно в синей видимой части спектра, рассеиваются воздухом, придавая голубой цвет небу. Прямые солнечные лучи - оставшиеся 47 процентов (639,2 Вт/м 2) начального светового потока - достигают поверхности. Она отражает примерно 7 процентов (95,2 Вт/м 2) из этих 47 % (639,2 Вт/м 2) и этот свет по пути в космос отдает ещё 3 единицы (40,8 Вт/м 2) диффузному рассеянному свету неба. Сорок же долей энергии солнечных лучей, и ещё 8 от атмосферы (всего 48 или 652,8 Вт/м 2) поглощаются поверхностью Земли, нагревая сушу и океан.

Рассеянная в атмосфере световая мощность (всего 48 долей или 652,8 Вт/м 2) частично поглощается ею (10 долей или 136 Вт/м 2), а остальное распределяется между поверхностью Земли и космосом. В космическое пространство уходит больше, чем попадает на поверхность, 30 долей (408 Вт/м 2) наверх, 8 долей (108,8 Вт/м 2) вниз.

Это была описана общая, осредненная , картина перераспределения солнечной энергии в атмосфере Земли. Однако, она не позволяет решать частные задачи использования солнечной энергии для удовлетворения потребностей человека в конкретной зоне его проживания и трудовой деятельности и вот почему.

Атмосфера Земли лучше отражает косые солнечные лучи, поэтому часовая инсоляция на экваторе и в средних широтах намного больше чем в высоких.

Значениям высоты Солнца (возвышениям над горизонтом) 90, 30, 20, и 12 ⁰ (воздушная (оптическая) масса (m) атмосферы соответствует 1, 2, 3, и 5) при безоблачной атмосфере соответствует интенсивность около 900, 750, 600 и 400 Вт/м 2 (при 42 ⁰ - m = 1,5, а при 15 ⁰ - m = 4). В действительности полная энергия падающего излучения превышает указанные значения, поскольку она включает не только прямую составляющую, но и рассеянную при воздушных массах 1, 2, 3 и 5 величина рассеянной составляющей интенсивности излучения на горизонтальную поверхность при этих условиях соответственно равна 110, 90, 70 и 50 Вт/м 2 (с коэффициентом 0,3 – 0,7 для вертикальной плоскости, т. к. видна только половина неба). Кроме того, на участках небосклона близких к Солнцу, присутствует «околосолнечный ореол» в радиусе ≈ 5⁰.

В таблице 1 приведены данные по инсоляции для различных регионов Земли.

Таблица 1 – Инсоляция прямой составляющей по регионам для чистой атмосферы

Из таблицы 1 видно, что дневное количество солнечного излучения максимально не на экваторе, а вблизи 40 ⁰. Подобный факт также является следствием наклона земной оси к плоскости её орбиты. В период летнего солнцестояния Солнце в тропиках почти весь день находится над головой и продолжительность светового дня - 13,5 часов, больше чем на экваторе в день равноденствия. С повышением географической широты продолжительность дня возрастает, и хотя интенсивность солнечного излучения при этом уменьшается, максимальное значение дневной инсоляции приходится на широту около 40 ⁰ и остается почти постоянным (для условий безоблачного неба) вплоть до полярного круга.

Следует подчеркнуть, что данные таблицы 1 справедливы лишь для чистой атмосферы. С учетом облачности и загрязнений атмосферы промышленными отходами, характерных для многих стран мира, приведенные в таблице величины следует уменьшать, по крайней мере, вдвое. Например, для Англии 70 г. XX века, до начала борьбы за охрану окружающей среды, годовое количество солнечной радиации составляло лишь 900 кВт∙ч/м 2 вместо 1700 кВт∙ч/м 2 .

Аэрозоли существенно снижают поступление в акваторию пруда прямого солнечного излучения, причем они поглощают в основном излучение видимого спектра , с той длиной волны, которая беспрепятственно проходит пресный слой пруда, и это для аккумулирования прудом солнечной энергии имеет большое значения. (Слой воды толщиной 1 см практически непрозрачен для инфракрасного излучения с длиной волны более 1 мкм). Поэтому вода толщиной в несколько сантиметров используется как теплозащитный фильтр. Для стекла длинноволновая граница пропускания инфракрасного излучения составляет - 2,7 мкм.

Видимое солнечное излучение (0,4 мкм < λ < 0,7 мкм) имеет 45 % интенсивности потому, что температура поверхности Солнца 5780 ⁰К.

В свое большим прогрессом явился переход от электрической лампы накаливания с угольной нитью к современной лампе с вольфрамовой нитью. Все дело в том, что угольную нить можно довести до температуры 2100 ⁰К, а вольфрамовую - до 2500 ⁰К. Почему эти 400 ⁰К так важны? Все дело в том, что цель лампы накаливания - не греть, а давать свет. Следовательно, надо добиться такого положения, чтобы максимум кривой приходился на видимое изучение. Идеалом было бы располагать такой нитью, которая выдерживала бы температуру поверхности Солнца. Но даже переход с 2100 до 2500 ⁰К повышает долю энергии, приходящейся на видимое излучение, от 0,5 до 1,6 % .

Инфракрасные лучи, исходящие от тела, нагретого всего до 60 – 70 ⁰С, каждый может почувствовать, поднося ладонь снизу (для устранения тепловой конвекции).

Приход прямого солнечного излучения в акваторию пруда соответствует его приходу на горизонтальную поверхность облучения. При этом, изложенное выше показывает, неопределенность количественной характеристики прихода в конкретный момент времени, как сезонного, так и суточного. Постоянной характеристикой является только высота Солнца (оптическая масса атмосферы).

Аккумулирование же солнечного излучения земной поверхностью и прудом существенно различаются.

Естественные поверхности Земли обладают различной отражательной (поглощательной) способностью. Так, темные поверхности (чернозем, болота торфяные) имеют низкое значение альбедо около 10 %. (Альбедо поверхности - это отношение потока излучения, отраженного этой поверхностью в окружающее пространство, к потоку, упавшему на неё).

При спокойной водной поверхности альбедо зависит только от высоты Солнца (рисунок 2).

Вступление солнечного излучения и прохождение его через слой воды имеет свои особенности.

Ф0- поток (мощность) падающего излучения,

Фотр- поток отраженного водной поверхностью излучения,

Фпогл- поток поглощенного водной массой излучения,

Фпр- поток прошедшего водную массу излучения.

Коэффициент отражения тела Фотр/Ф0

Коэффициент поглощения Фпогл/Ф0

Коэффициент пропускания Фпр/Ф0.

Рисунок 3 – Оптические свойства воды (её растворов) в видимой области солнечного излучения

На плоской границе двух сред воздух - вода наблюдаются явления отражения и преломления света.

При отражении света луч падающий, луч отраженный и перпендикуляр к отражающей поверхности, восстановленный в точке падения луча, лежат в одной плоскости, и угол отражения равен углу падения. В случае преломления падающий луч, перпендикуляр, восстановленный в точке падения луча к границе раздела двух сред, и преломленный луч лежат в одной плоскости. Угол падения α и угол преломления β (рисунок 4) связаны sin α /sin β=n2|n1, где n2 - абсолютный показатель преломления второй среды,n1 - первой. Поскольку для воздуха n1≈1 , то формула примет вид sin α /sin β=n2

Рисунок 4 – Преломление лучей при переходе из воздуха в воду

Следовательно, лучи, падающие на воду под всевозможными углами, сжимаются под водой в довольно тесный конус с углом раствора 48,5 ⁰ + 48,5 ⁰ = 97 ⁰ (рис 4,в).

Кроме того преломление воды зависит от её температуры (таблица 2), однако изменения эти столь не значительны что не могут представлять интереса для инженерной практики, по рассматриваемой теме.

Таблица 2 – Показатель преломления воды при различной температуре t

	n			n			n

Рисунок 5 – Преломление лучей при переходе из воды в воздух

Если n2 < n1(вторая среда оптически менее плотная), то α < β. Наибольшему значению β = 90 ⁰ соответствует угол падения α0 , определяемый равенством sinα0=n2/n1. При угле падения α >α0 существует только отраженный луч, преломленный луч отсутствует (явление полного внутреннего отражения ).

Всякий подводный луч, встречающий поверхность воды под углом, большим «предельного» (т.е. большим 48,5 ⁰), не преломляется, а отражается: он претерпевает «полное внутреннее отражение ». Отражение называется в данном случае полным потому, что здесь отражаются все падающие лучи, между тем как даже самое лучшее зеркало из полированного серебра отражает только часть падающих на него лучей, остальную же поглощает. Вода при указанных условиях является идеальным зеркалом. В данном случае речь идет о видимом свете. Вообще говоря, показатель преломления воды, как и других веществ, зависит от длины волны (это явление называется дисперсией). Как следствие этого предельный угол, при котором наступает полное внутреннее отражение, не один и тот же для разных длин волн, но для видимого света при отражении на границе вода - воздух этот угол изменяется меньше чем на 1⁰ .

Однако, поскольку, плотность воды в 800 раз больше плотности воздуха, то поглощение солнечного излучения водой будет меняться существенно.

Кроме того, если световое излучение проходит сквозь прозрачную среду, то спектр такого света обладает некоторыми особенностями. Определенные линии в нем сильно ослаблены, т. е. волны соответствующей длины сильно поглощаются рассматриваемой средой. Такие спектры называются спектрами поглощения . Вид спектра поглощения зависит от рассматриваемого вещества.

Поскольку раствор солей солнечного соляного пруда может содержать различные концентрации хлористых натрия и магния и их отношения, то однозначно говорить о спектрах поглощения нет смысла. Хотя исследований и данных по этому вопросу предостаточно.

Рисунок 7 – Поглощение солнечной радиации в воде

Рисунок 6 – Зависимость пропускной способности раствора хлористого магния от концентрации

Список Литературы

1 Осадчий Г.Б. Солнечная энергия, её производные и технологии их использования (Введение в энергетику ВИЭ) / Г.Б. Осадчий. Омск: ИПК Макшеевой Е.А., 2010. 572 с.

2 Твайделл Дж. Возобновляемые источники энергии / Дж. Твайделл, А. Уэйр. М.: Энергоатомиздат, 1990. 392 с.

3 Даффи Дж. А. Тепловые процессы с использованием солнечной энергии / Дж. А. Даффи, У. А. Бекман. М.: Мир, 1977. 420 с.

4 Климатические ресурсы Байкала и его бассейна /Н. П. Ладейщиков, Новосибирск, Наука, 1976, 318с.

5 Пикин С. А. Жидкие кристаллы/ С. А. Пикин, Л. М. Блинов. М.: Наука, 1982. 208 с.

6 Китайгородский А. И. Физика для всех: Фотоны и ядра/ А. И. Китайгородский. М.: Наука, 1984. 208 с.

ЛЕКЦИЯ 2.

СОЛНЕЧНАЯ РАДИАЦИЯ.

План:

1.Значение солнечной радиации для жизни на Земле.

2. Виды солнечной радиации.

3. Спектральный состав солнечной радиации.

4. Поглощение и рассеивание радиации.

5.ФАР (фотосинтетически активная радиация).

6. Радиационный баланс.

1. Основным источником энергии на Земле для всего живого (растений, животных и человека) является энергия солнца.

Солнце представляет собой газовый шар радиусом 695300км. Радиус Солнца в 109 раз больше радиуса Земли (экваториальный 6378,2км, полярный 6356,8км). Солнце состоит в основном из водорода (64%) и гелия (32%). На долю остальных приходится всего 4% его массы.

Солнечная энергия является основным условием существования биосферы и одним из главных климатообразующих факторов. За счет энергии Солнца воздушные массы в атмосфере непрерывно перемещаются, что обеспечивает постоянство газового состава атмосферы. Под действием солнечной радиации испаряется огромное количество воды с поверхности водоемов , почвы, растений. Водяной пар, переносимый ветром с океанов и морей на материки, является основным источником осадков для суши.

Солнечная энергия - непременное условие существования зеленых растений, превращающих в процессе фотосинтеза солнечную энергию в высокоэнергетические органические вещества.

Рост и развитие растений представляют собой процесс усвоения и переработки солнечной энергии, поэтому сельскохозяйственное производство возможно только при условии поступления солнечной энергии на поверхность Земли. Русский ученый писал: « Дайте самому лучшему повару сколько угодно свежего воздуха, солнечного света, целую речку чистой воды, попросите, чтобы из всего этого он приготовил вам сахар, крахмал, жиры и зерно, и он решит, что вы над ним смеетесь. Но то, что кажется совершенно фантастическим человеку, беспрепятственно совершается в зеленых листьях растений под действием энергии Солнца». Подсчитано, что 1 кв. метр листьев за час продуцирует грамм сахара. В связи с тем, что Земля окружена сплошной оболочкой атмосферы, солнечные лучи, прежде чем достичь поверхности земли, проходят всю толщу атмосферы, которая частично отражает их, частично рассеивает, т. е. изменяет количество и качество солнечного света, поступающего на поверхность земли. Живые организмы чутко реагируют на изменение интенсивности освещенности, создаваемой солнечным излучением. Вследствие различной реакции на интенсивность освещенности все формы растительности делят на светолюбивые и теневыносливые. Недостаточная освещенность в посевах обусловливает, например, слабую дифференциацию тканей соломины зерновых культур. В результате уменьшаются крепость и эластичность тканей, что часто приводит к полеганию посевов. В загущенных посевах кукурузы из-за слабой освещенности солнечной радиацией ослабляется образование початков на растениях.

Солнечная радиация влияет на химический состав сельскохозяйственной продукции. Например, сахаристость свеклы и плодов, содержание белка в зерне пшеницы непосредственно зависят от числа солнечных дней. Количество масла в семенах подсолнечника, льна также возрастает с увеличением прихода солнечной радиации.

Освещенность надземной части растений существенно влияет на поглощение корнями питательных веществ. При слабой освещенности замедляется перевод ассимилятов в корни, и в результате тормозятся биосинтетические процессы, происходящие в клетках растений.

Освещенность влияет и на появление, распространение и развитие болезней растений. Период заражения состоит из двух фаз, различающихся между собой по реакции на световой фактор. Первая из них - собственно прорастание спор и проникновение заразного начала в ткани поражаемой культуры - в большинстве случаев не зависит от наличия и интенсивности света. Вторая - после прорастания спор - наиболее активно проходит при повышенной освещенности.

Положительное действие света сказывается также на скорости развития патогена в растении-хозяине. Особенно четко это проявляется у ржавчинных грибов. Чем больше света, тем короче инкубационный период у линейной ржавчины пшеницы, желтой ржавчины ячменя, ржавчины льна и фасоли и т. д. А это увеличивает число генераций гриба и повышает интенсивность поражения. В условиях интенсивного освещения у этого патогена возрастает плодовитость

Некоторые заболевания наиболее активно развиваются при недостаточном освещении, вызывающем ослабление растений и снижение их устойчивости к болезням (возбудителям разного рода гнилей, особенно овощных культур).

Продолжительность освещения и растения. Ритм солнечной радиации (чередование светлой и темной части суток) является наиболее устойчивым и повторяющимся из года в год фактором внешней среды. В результате многолетних исследований физиологами установлена зависимость перехода растений к генеративному развитию от определенного соотношения длины дня и ночи. В связи с этим культуры по фотопериодической реакции можно классифицировать по группам: короткого дня, развитие которых задерживается при продолжительности дня больше 10ч. Короткий день способствует закладке цветков, а длинный день препятствует этому. К таким культурам относятся соя, рис, просо, сорго, кукуруза и др.;

длинного дня до 12-13час., требующие для своего развития продолжительного освещения. Их развитие ускоряется, когда продолжительность дня составляет около 20 ч. К этим культурам относятся рожь, овес, пшеница, лен, горох, шпинат, клевер и др.;

нейтральные по отношению к длине дня , развитие которых не зависит от продолжительности дня, например томат, гречиха, бобовые, ревень.

Установлено, что для начала цветения растений необходимо преобладание в лучистом потоке определенного спектрального состава. Растения короткого дня быстрее развиваются, когда максимум излучения приходится на сине-фиолетовые лучи, а растения длинного дня - на красные. Продолжительность светлой части суток (астрономическая длина дня) зависит от времени года и географической широты. На экваторе продолжительность дня в течение всего года равна 12 ч ± 30 мин. При продвижении от экватора к полюсам после весеннего равноденствия (21.03) длина дня увеличивается к северу и уменьшается к югу. После осеннего равноденствия (23.09) распределение продолжительности дня обратное. В Северном полушарии на 22.06 приходится самый длинный день, продолжительность которого севернее Полярного круга 24 ч. Самый короткий день в Северном полушарии 22.12, а за Полярным кругом в зимние месяцы Солнце вообще не поднимается над горизонтом. В средних же широтах, например в Москве, продолжительность дня в течение года меняется от 7 до 17,5 ч.

2. Виды солнечной радиации.

Солнечная радиация состоит из трех составляющих: прямой солнечной радиации, рассеянной и суммарной.

ПРЯМАЯ СОЛНЕЧНАЯ РАДИАЦИЯ S – радиация, поступающая от Солнца в атмосферу и затем на земную поверхность в виде пучка параллельных лучей. Ее интенсивность измеряется в калориях на см2 в минуту. Она зависит от высоты солнца и состояния атмосферы (облачность, пыль, водяной пар). Годовая сумма прямой солнечной радиации на горизонтальную поверхность территории Ставропольского края составляет 65-76 ккал/ см2/мин. На уровне моря при высоком положении Солнца (лето, полдень) и хорошей прозрачности прямая солнечная радиация составляет 1,5 ккал/ см2/мин. Это коротковолновая часть спектра. При прохождении потока прямой солнечной радиации через атмосферу происходит его ослабление, вызванное поглощением (около 15 %) и рассеянием (около 25 %) энергии газами, аэрозолями, облаками.

Поток прямой солнечной радиации, падающий на горизонтальную поверхность называют инсоляцией S = S sin ho – вертикальная составляющая прямой солнечной радиации.

S – количество тепла, получаемого перпендикулярной к лучу поверхностью,

ho – высота Солнца, т. е. угол, образованный солнечным лучом с горизонтальной поверхностью.

На границе атмосферы интенсивность солнечной радиации составляет So = 1,98 ккал/ см2/мин. – по международному соглашению 1958г. И называется солнечной постоянной. Такой бы она была у поверхности, если бы атмосфера была абсолютно прозрачной.

Рис. 2.1. Путь солнечного луча в атмосфере при разной высоте Солнца

РАССЕЯНАЯ РАДИАЦИЯ D – часть солнечной радиации в результате рассеяния атмосферой уходит обратно в космос, но значительная ее часть поступает на Землю в виде рассеянной радиации. Максимум рассеянной радиации + 1 ккал/ см2/мин. Отмечается при чистом небе, если на нем высокие облака. При пасмурном небе спектр рассеянной радиации сходен с солнечным. Это коротковолновая часть спектра. Длина волны 0,17-4мк.

СУММАРНАЯ РАДИАЦИЯ Q - состоит из рассеянной и прямой радиации на горизонтальную поверхность. Q = S + D .

Соотношение между прямой и рассеянной радиацией в составе суммарной радиации зависит от высоты Солнца, облачности и загрязненности атмосферы, высоты поверхности над уровнем моря. С увеличением высоты Солнца доля рассеянной радиации при безоблачном небе уменьшается. Чем прозрачнее атмосфера и чем выше Солнце, тем меньше доля рассеянной радиации. При сплошной плотной облачности суммарная радиация полностью состоит из рассеянной радиации. Зимой вследствие отражения радиации от снежного покрова и ее вторичного рассеяния в атмосфере доля рассеянной радиации в составе суммарной заметно увеличивается.

Свет и тепло, получаемые растениями от Солнца, - результат действия суммарной солнечной радиации. Поэтому большое значение для сельского хозяйства имеют данные о суммах радиации, получаемых поверхностью за сутки, месяц, вегетационный период, год.

Отраженная солнечная радиация. Альбедо . Суммарная радиация, дошедшая до земной поверхности, частично отражаясь от нее, создает отраженную солнечную радиацию (RK), направленную от земной поверхности в атмосферу. Значение отраженной радиации в значительной степени зависит от свойств и состояния отражающей поверхности: цвета, шероховатости, влажности и др. Отражательную способность любой поверхности можно характеризовать величиной ее альбедо (Ак), под которым понимают отношение отраженной солнечной радиации к суммарной. Альбедо обычно выражают в процентах:

Наблюдения показывают, что альбедо различных поверхностей изменяется в сравнительно узких пределах (10...30 %), исключение составляют снег и вода.

Альбедо зависит от влажности почвы, с возрастанием которой оно уменьшается, что имеет важное значение в процессе изменения теплового режима орошаемых полей. Вследствие уменьшения альбедо при увлажнении почвы увеличивается поглощаемая радиация. Альбедо различных поверхностей имеет хорошо выраженный дневной и годовой ход, обусловленный зависимостью альбедо от высоты Солнца. Наименьшее значение альбедо наблюдают в околополуденные часы, а в течение года - летом.

Собственное излучение Земли и встречное излучение атмосферы. Эффективное излучение. Земная поверхность как физическое тело, имеющее температуру выше абсолютного нуля (-273 °С), является источником излучения, которое называют собственным излучением Земли (Е3). Оно направлено в атмосферу и почти полностью поглощается водяным паром, капельками воды и углекислым газом, содержащимися в воздухе. Излучение Земли зависит от температуры ее поверхности.

Атмосфера, поглощая небольшое количество солнечной радиации и практически всю энергию, излучаемую земной поверхностью, нагревается и, в свою очередь, также излучает энергию. Около 30 % атмосферной радиации уходит в космическое пространство, а около 70 % приходит к поверхности Земли и называется встречным излучением атмосферы (Еа).

Количество энергии, излучаемое атмосферой, прямо пропорционально ее температуре, содержанию углекислого газа, озона и облачности.

Поверхность Земли поглощает это встречное излучение почти целиком (на 90...99 %). Таким образом, оно является для земной поверхности важным источником тепла в дополнение к поглощаемой солнечной радиации. Это влияние атмосферы на тепловой режим Земли называют парниковым или оранжерейным эффектом вследствие внешней аналогии с действием стекол в парниках и оранжереях. Стекло хорошо пропускает солнечные лучи, нагревающие почву и растения, но задерживает тепловое излучение нагревшейся почвы и растений.

Разность между собственным излучением поверхности Земли и встречным излучением атмосферы называют эффективным излучением: Еэф.

Еэф= Е3-Еа

В ясные и малооблачные ночи эффективное излучение гораздо больше, чем в пасмурные, поэтому больше и ночное охлаждение земной поверхности. Днем оно перекрывается поглощенной суммарной радиацией, вследствие чего температура поверхности повышается. При этом растет и эффективное излучение. Земная поверхность в средних широтах теряет за счет эффективного излучения 70...140 Вт/м2, что составляет примерно половину того количества тепла, которое она получает от поглощения солнечной радиации.

3. Спектральный состав радиации.

Солнце, как источник излучения, обладает многообразием испускаемых волн. Потоки лучистой энергии по длине волн условно делят на коротковолновую (X < 4 мкм) и длинноволновую (А. > 4 мкм) радиацию. Спектр солнечной радиации на границе земной атмосферы практически заключается между длинами волн 0,17 и 4 мкм, а земного и атмосферного излучения - от 4 до 120 мкм. Следовательно, потоки солнечного излучения (S, D, RK) относятся к коротковолновой радиации, а излучение Земли (£3) и атмосферы (Еа) - к длинноволновой.

Спектр солнечной радиации можно разделить на три качественно различные части: ультрафиолетовую (Y < 0,40 мкм), видимую (0,40 мкм < Y < 0,75 мкм) и инфракрасную (0,76 мкм < Y < 4 мкм). До ультрафиолетовой части спектра солнечной радиации лежит рентгеновское излучение, а за инфракрасной - радиоизлучение Солнца. На верхней границе атмосферы на ультрафиолетовую часть спектра приходится около 7 % энергии солнечного излучения, 46 - на видимую и 47 % - на инфракрасную.

Радиацию, излучаемую Землей и атмосферой, называют дальней инфракрасной радиацией.

Биологическое действие разных видов радиации на растения различно. Ультрафиолетовая радиация замедляет ростовые процессы, но ускоряет прохождение этапов формирования репродуктивных органов у растений.

Значение инфракрасной радиации , которая активно поглощается водой листьев и стеблей растений, состоит в ее тепловом эффекте, что существенно влияет на рост и развитие растений.

Дальняя инфракрасная радиация производит лишь тепловое действие на растения. Ее влияние на рост и развитие растений несущественно.

Видимая часть солнечного спектра , во-первых, создает освещенность. Во-вторых, с областью видимой радиации почти совпадает (захватывая частично область ультрафиолетовой радиации) так называемая физиологическая радиация (А, = = 0,35...0,75 мкм), которая поглощается пигментами листа. Ее энергия имеет важное регуляторно-энергетическое значение в жизни растений. В пределах этого участка спектра выделяется область фотосинтетически активной радиации.

4. Поглощение и рассеивание радиации в атмосфере.

Проходя через земную атмосферу, солнечная радиация ослабляется вследствие поглощения и рассеяния атмосферными газами и аэрозолями . При этом изменяется и ее спектральный состав. При различной высоте солнца и различной высоте пункта наблюдений над земной поверхностью длина пути, проходимого солнечным лучом в атмосфере, неодинакова. При уменьшении высоты особенно сильно уменьшается ультрафиолетовая часть радиации, несколько меньше – видимая и лишь незначительно – инфракрасная.

Рассеяние радиации в атмосфере происходит главным образом в результате непрерывных колебаний (флуктаций) плотности воздуха в каждой точке атмосферы, вызванных образованием и разрушением некоторых «скоплений» (сгустков) молекул атмосферного газа. Солнечную радиацию рассеивают также частицы аэрозоля. Интенсивность рассеяния характеризуется коэффициентом рассеяния.

К= добавить формулу.

Интенсивность рассеяния зависит от количеств рассеивающих частиц в единице объема, от их размера и природы, а также от длин волн самой рассеиваемой радиации.

Лучи рассеиваются тем сильнее, чем меньше длина волны. Например фиолетовые лучи рассеиваются в 14 раз сильнее красных, этим объясняется голубой цвет неба. Как отмечалось выше (см. разд. 2.2), прямая солнечная радиация, проходя через атмосферу, частично рассеивается. В чистом и сухом воздухе интенсивность коэффициента молекулярного рассеяния подчиняется закону Релея:

к= с/ Y 4 ,

где С - коэффициент, зависящий от числа молекул газа в единице объема; X - длина рассеиваемой волны.

Поскольку длина дальних волн красного света почти вдвое больше длины волн фиолетового света, первые рассеиваются молекулами воздуха в 14 раз меньше, чем вторые. Так как первоначальная энергия (до рассеяния) фиолетовых лучей меньше, чем синих и голубых, то максимум энергии в рассеянном свете (рассеянной солнечной радиации) смещается на сине-голубые лучи, что и обусловливает голубой цвет неба. Таким образом, рассеянная радиация более богата фотосинтетически активными лучами, чем прямая.

В воздухе, содержащем примеси (мелкие капельки воды, кристаллики льда, пылинки и т. д.), рассеяние одинаково для всех участков видимой радиации. Поэтому небо приобретает белесоватый оттенок (появляется дымка). Облачные же элементы (крупные капельки и кристаллики) вообще не рассеивают солнечные лучи, а диффузно их отражают. В результате облака, освещенные Солнцем, имеют белый цвет.

5. ФАР (фотосинтетическиактивная радиация)

Фотосинтетически активная радиация. В процессе фотосинтеза используется не весь спектр солнечной радиации, а только его

часть, находящаяся в интервале длин волн 0,38...0,71 мкм, - фотосинтетически активная радиация (ФАР).

Известно, что видимая радиация, воспринимаемая глазом человека как белый цвет, состоит из цветных лучей: красных, оранжевых, желтых, зеленых, голубых, синих и фиолетовых.

Усвоение энергии солнечной радиации листьями растений селективно (избирательно). Наиболее интенсивно листья поглощают сине-фиолетовые (X = 0,48...0,40 мкм) и оранжево-красные (X = 0,68 мкм) лучи, менее - желто-зеленые (А. = 0,58...0,50 мкм) и дальние красные (А. > 0,69 мкм) лучи.

У земной поверхности максимум энергии в спектре прямой солнечной радиации, когда Солнце находится высоко, приходится на область желто-зеленых лучей (диск Солнца желтый). Когда же Солнце располагается у горизонта, максимальную энергию имеют дальние красные лучи (солнечный диск красный). Поэтому энергия прямого солнечного света мало участвует в процессе фотосинтеза.

Так как ФАР является одним из важнейших факторов продуктивности сельскохозяйственных растений, информация о количестве поступающей ФАР, учет ее распределения по территории и во времени имеют большое практическое значение.

Интенсивность ФАР можно измерить, но для этого необходимы специальные светофильтры, пропускающие только волны в диапазоне 0,38...0,71 мкм. Такие приборы есть, но на сети актинометрических станций их не применяют, а измеряют интенсивность интегрального спектра солнечной радиации. Значение ФАР можно рассчитать по данным о приходе прямой, рассеянной или суммарной радиации с помощью коэффициентов, предложенных, X. Г. Тоомингом и:

Qфар = 0,43 S " +0,57 D);

составлены карты распределения месячных и годовых сумм Фар на территории России.

Для характеристики степени использования посевами ФАР применяют коэффициент полезного использования ФАР:

КПИфар= (сумма Q / фар/сумма Q / фар) 100%,

где сумма Q / фар - сумма ФАР, затрачиваемая на фотосинтез за период вегетации растений; сумма Q / фар - сумма ФАР, поступающая на посевы за этот период;

Посевы по их средним значениям КПИФАр разделяют на группы (по): обычно наблюдаемые - 0,5...1,5 %; хорошие-1,5...3,0; рекордные - 3,5...5,0; теоретически возможные - 6,0...8,0 %.

6. РАДИАЦИОННЫЙ БАЛАНС ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ

Разность между приходящими и уходящими потоками лучистой энергии называют радиационным балансом земной поверхности (В).

Приходная часть радиационного баланса земной поверхности днем состоит из прямой солнечной и рассеянной радиации, а также излучения атмосферы. Расходной частью баланса являются излучение земной поверхности и отраженная солнечная радиация:

B = S / + D + Ea - Е3- Rk

Уравнение можно записать и в другом виде: B = Q - RK - Еэф.

Для ночного времени уравнение радиационного баланса имеет следующий вид:

В = Еа - Е3, или В = -Еэф.

Если приход радиации больше, чем расход, то радиационный баланс положительный и деятельная поверхность* нагревается. При отрицательном балансе она охлаждается. Летом радиационный баланс днем положительный, а ночью - отрицательный. Переход через ноль происходит утром примерно через 1 ч после восхода Солнца, а вечером за 1...2 ч до захода Солнца.

Годовой радиационный баланс в районах, где устанавливается устойчивый снежный покров, в холодное время года имеет отрицательные значения, в теплое - положительные.

Радиационный баланс земной поверхности существенно влияет на распределение температуры в почве и приземном слое атмосферы, а также на процессы испарения и снеготаяния, образование туманов и заморозков, изменение свойств воздушных масс (их трансформацию).

Знание радиационного режима сельскохозяйственных угодий позволяет рассчитывать количество радиации, поглощенной посевами и почвой в зависимости от высоты Солнца, структуры посева, фазы развития растений. Данные о режиме необходимы и для оценки разных приемов регулирования температуры и влажности почвы, испарения, от которых зависят рост и развитие растений, формирование урожая, его количество и качество.

Эффективными агрономическими приемами воздействия на радиационный, а следовательно, и на тепловой режим деятельной поверхности является мульчирование (покрытие почвы тонким слоем торфяной крошки, перепревшим навозом, древесными опилками и др.), укрытие почвы полиэтиленовой пленкой, орошение. Все это изменяет отражательную и поглощательную способность деятельной поверхности.

* Деятельная поверхность - поверхность почвы, воды или растительности, которая непосредственно поглощает солнечную и атмосферную радиацию и отдает излучение в атмосферу, чем регулирует термический режим прилегающих слоев воздуха и нижележащих слоев почвы, воды, растительности.

Напечатать